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Andreas Peterek Marianne Lauerer Ralf Schunk Ulrike Bertram SteinReich Gesteine im Ökologisch-Botanischen Garten Universität Bayreuth Inhalt Einführung: Der ÖBG und seine Gesteine ................................ Zur Erdgeschichte Nordostbayerns .......................................... Einteilung der Gesteine ............................................................ Vulkanite ..................................................................................... Granite ........................................................................................ Sedimentgesteine ....................................................................... Metamorphite .............................................................................. Belebte Steine 3 4 10 11 15 18 26 ........................................................................... 30 Lage der Gesteine Übersichtskarte ........................................................................... 31 Asien-Abteilung .......................................................................... 32 Gewächshäuser .......................................................................... 33 Geologische Karte der Region mit Angaben zur Herkunft der Gesteine im ÖBG Übersicht der Gesteine im ÖBG und ihre Herkunft Weiterführende Literatur ...................... 9 ................... 34 ........................................................... 33 Ökologisch-Botanischer Garten Bayreuth Der Ökologisch-Botanische Garten (ÖBG) ist eine zentrale Einrichtung der Universität Bayreuth. Auf seinem Gelände wachsen über 12.000 Pflanzenarten aus verschiedenen Teilen der Erde, die überwiegend geografisch und in naturnah gestalteten Pflanzengemeinschaften angeordnet sind. Autoren: Andreas Peterek, Ralf Schunk, LS für Geomorphologie, Universität Bayreuth; Marianne Lauerer, Ulrike Bertram, ÖBG, Universität Bayreuth. Titelseite: Kissendiabas V2 im „Kaukasus“. Einführung Der ÖBG und seine Gesteine Ein Besuch des ÖBG der Universität Bayreuth ist gleichzeitig auch ein Spaziergang in die Erdgeschichte Nordostbayerns. Dies ermöglichen mehr als 2.800 Tonnen Gestein, die zur Gestaltung des Gartens eingebaut worden sind und von wenigen Ausnahmen abgesehen aus der Umgebung von Bayreuth stammen. Es war die Initiative von Prof. Dr. G. Rossmann, dem ersten Direktor des ÖBG, dass dabei eine für unsere Region repräsentative und einmalige Gesteinssammlung entstanden ist. Basaltschlacken V6 im Nebelwaldhaus, umrankt von Pflanzen der Kanarischen Inseln. „Geo-Architektur“ Nordostbayerns Die Verteilung sehr unterschiedlicher Gesteine in der Umgebung von Bayreuth erklärt sich aus der spannenden Erdgeschichte dieses Raumes. Eine Bohrung im ÖBG würde bis in 1000 m Tiefe Sedimentgesteine des sogenannten mesozoischen Deckgebirges antreffen, darunter den variskischen Grundgebirgssockel. Nur etwa 15 km östlich von Bayreuth liegt im Fichtelgebirge sowie im Frankenwald dieses Grundgebirge an der Oberfläche. Ursache dafür ist eine Verwerfung, die Fränkische Linie. An ihr ist der östliche Block in geologisch junger Zeit (Oberkreide und Tertiär) um mehr als 2000 m gehoben worden, wobei dort die Sedimentdecke abgetragen und das Grundgebirge freigelegt wurde. Westlich der Fränkischen Linie ist bei den tektonischen Bewegungen der Erdkruste ein Streifen von etwa 20 km Breite in einzelne Schollen zerbrochen. In dieser sogenannten Bruchschollenzone liegt der Hochschulort Bayreuth. Nach Westen schließt sich die Frankenalb an. Aus allen drei geologischen Landschaftseinheiten stammen die Gesteine im ÖBG. 3 Erdgeschichte Die geologische Zeit – unsere Region hat eine (Erd-) Geschichte Gesteine sind die Zeugnisse der Geschichte der Erde. In unserer Region belegen sie eine erdgeschichtliche Vergangenheit von über 600 Millionen Jahren und ermöglichen es, die Entstehung und das Vergehen von Ozeanen, Gebirgen und Landschaften und sogar der Lebewelt zu rekonstruieren. Irgendwo der Raum tum (Paläozoikum) im Ozean im – Bayreuther Erdalter- Zwischen dem späten Die Erde Präkambrium und dem Oberim Ordovizium karbon lag unser Raum zwischen (vor 420 Mio. Jahren). den beiden Großkontinenten Laurasia (= Norderde) und Gondwana (= Süderde) im Bereich eines großen ozeanischen Meeresbeckens. Hier wurden in Abhängigkeit von der Entfernung zur Küste unterschiedliche Sedimente am Meeresboden abgelagert. Zeitgleich ergossen sich untermeerisch mächtige Magmenströme auf den Grund des Ozeans, die uns heute als Diabase überliefert sind. Im Verlauf des Erdaltertums bewegten sich die Großkontinente aufeinander zu, so dass der dazwischen liegende Ozean immer kleiner wurde und Im Oberkarbon vor etwa 320 Mio Jahren beherrschte eine einzige große Landmasse die Erde, die Pangäa. 4 Erdgeschichte Die Erdgeschichte gliedert man in einzelne Zeitalter, diese wiederum in Systeme und Serien. Aus der rechten Hälfte der Tabelle geht hervor, aus welchen Zeiteinheiten die Gesteine im ÖBG stammen. die beiden Kontinente am Ende des Oberkarbons (vor ca. 320 Mio. Jahren) miteinander kollidierten. Es war die Zeit der variskischen Gebirgsbildung, die nach der alten Bezeichung für die Stadt Hof (= Curia variscorum) benannt wurde. 5 Erdgeschichte Im Fichtelgebirge und südlich davon wurden während der variskischen Gebirgsbildung die ozeanischen Sedimente teilweise unter hohem Druck und hoher Temperatur zu metamorphen Gesteinen umgewandelt. In Teilbereichen erreichte die Versenkung der Gesteine sogar so große Tiefen, dass sie bei über 600° C aufgeschmolzen wurden. Diese Gesteinsschmelzen stiegen in der Folge vor 320 bis 290 Mio. Jahren (im Oberkarbon) als glutflüssige Magmen wieder in die höhere Erdkruste auf und erstarrten dort zu den bekannten Fichtelgebirgsgraniten. Im Bereich des Frankenwaldes hingegen waren ähnliche Ausgangsgesteine wie die des Fichtelgebirges weit geringeren Drucken und Temperaturen ausgesetzt. Diese lassen daher ihren ursprünglichen Charakter als Sedimentgesteine oder vulkanische Gesteine noch gut erkennen. Eine über 1000 m dicke Sedimenthülle – der Bayreuther Raum im Erdmittelalter (Mesozoikum) Der variskischen Gebirgsbildung folgten 20 – 30 Mio. Jahre (während der Zeit des Rotliegenden), in denen das junge Gebirge abgetragen und eingeebnet wurde. Es entstand eine weite flache Landschaft, die sich zu großen Teilen ab der nachfolgenden Zechsteinzeit kontinuierlich abzusenken begann. Der SenDie Erde kungsraum umfasste große vor 220 Mio. Jahren im Mesozoikum. Bereiche Süddeutschlands und angrenzender Regionen und nahm in den folgenden ~100 Mio. Jahren eine Sedimentdecke von über 1000 m Mächtigkeit auf. Schicht auf Schicht wurden in dem festländischen Becken die sandigen und tonigen Abtragungsprodukte einer flachen Gebirgsumrahmung 6 Erdgeschichte abgelagert. Zu diesen gehören auch die Sandsteine, auf denen heute die Stadt Bayreuth liegt. Der Bayreuther Raum lag zur Zeit des Malms in einem inselreichen Schelfmeer (Abb. verändert aus Mäuser u.a. 2002). Während des Zechsteins und des Muschelkalks drängte mehrfach ein flaches Meer von Norden in unseren Raum vor, dessen Küste teilweise nur wenige 10 km südlich von Bayreuth lag. Im Malm bestand sogar eine breite Verbindung mit einem Vorläufer des heutigen Mittelmeeres (= Tethys). Unter den damaligen subtropischen Klimaverhältnissen existierte in dem inselreichen flachen Schelfmeer eine reiche Tierwelt, darunter die bekannten Ammoniten oder die Belemniten. Zeugnisse dieses Malmmeeres sind die kalkreichen Gesteine der Frankenalb. Kalkgesteine aus der Zeit des Malms S3 (Jura) in den „Gebirgen Europas“. 7 Erdgeschichte Unsere Landschaft entsteht – der Bayreuther Raum in der Erdneuzeit (Känozoikum) Mit dem Rückzug des Jurameeres begann für den süddeutschen Raum in der Kreide eine lange Festlandszeit. Die im Jura abgelagerten Kalkgesteine unterlagen dabei der Verkarstung (= Lösung der Gesteine unter dem Einfluss von CO2-haltigem Wasser, z.B. Regenwasser). Durch diesen Prozess dürften sich zu dieser Zeit bereits die ältesten Höhlen der Frankenalb gebildet haben. Die Erde vor rund 70 Mio. Jahren. Nur auf den ersten Blick schon so wie heute! Unter dem Druck der entstehenden Alpen (alpidische Gebirgsbildung) und der dadurch auf Mitteleuropa wirkenden Kräfte wurde in unserem Raum die sog. Fränkische Linie zwischen 140 und 20 Mio. Jahren vor heute mehrfach aktiv. Östlich dieser großen Verwerfungslinie verursachten die Bewegungen die Hebung des Grundgebirges um mindestens 2000 m! Die abgetragenen Hüllgesteine des heutigen Grundgebirges wurden teilweise als grobe Sande nach Westen auf das Deckgebirge umgelagert und bilden dort die mancherorts noch vorhandenen Gesteine aus der Zeit der Oberkreide (z.B. in der Hollfelder Mulde). Erst seit geologisch verhältnismäßig junger Zeit (seit etwa 20 – 30 Mio. Jahren) entwickeln sich die Grundzüge unserer heutigen Landschaft. In diese Zeit fällt vor rund 20 – 10 Mio. Jahren in Mitteleuropa ein intensiver Vulkanismus, dessen Reste u.a. die ausgedehnten Basaltvorkommen im östlichen Fichtelgebirge (z.B. Großer Teichelberg) und die Basaltberge südlich von Kemnath (u.a. der Rauhe Kulm) sind. 8 Geologische Karte Das heutige Bild der Verteilung der geologischen Einheiten im Raum Bayreuth mit der Angabe zur Herkunft der Gesteine im ÖBG. 9 Welt der Gesteine Einteilung der Gesteine Gesteine sind durch natürliche Vorgänge entstandene Körper, die sich aus Mineralien, Gesteinsbruchstücken oder Organismenresten aufbauen. Ihre Zusammensetzung und ihre Verbreitung an der Erdoberfläche erlauben es, die Geschichte der Erde über Millionen von Jahren zurückzuverfolgen. Sie sind damit zugleich Baustoff der Erde und Archiv der Erdgeschichte. Nach ihrer Entstehung unterscheidet man drei große Gesteinsgruppen: Magmatite (= Erstarrungsgesteine), Sedimentite (= Sedimentgesteine) und Metamorphite (= Umwandlungsgesteine). Alle drei Gruppen lassen sich weiter differenzieren. So werden beispielsweise die Magmatite nach dem Ort ihrer Erstarrung in die Plutonite (in der Erdkruste) und die Vulkanite (an der Erdoberfläche) eingeteilt. Schematische Darstellung der Entstehung und des Auftretens einzelner Gesteinsgruppen mit geologischer Herkunft der Gesteine im ÖBG. 10 V Vulkanite Feuer und Stein aus der Tiefe – Vulkanite Über tiefgreifende Spalten in der Erdkruste kann glutflüssige Gesteinsschmelze (das Magma) aus bis zu 100 km Tiefe bis an die Erdoberfläche gelangen. Diesen geologischen Prozess bezeichnet man als Vulkanismus. Da das Magma an der Erdoberfläche rasch abkühlt, wird der Mineralbestand mikroskopisch klein in der Schmelze „eingefroren“, so dass man in den dabei entstandenen Vulkaniten mit bloßem Auge meist vergeblich danach sucht. Im ÖBG gibt es verschiedene Vulkanite, die alle – mit Ausnahme der Quarzporphyre – zur Gesteinsfamilie der Basalte gehören und deren Schmelzen aus dem oberen Erdmantel stammen. Diabase V1 im Tropischen Hochgebirgshaus. Vulkane auf dem Meeresgrund – Diabase aus dem Paläozoikum V1 V2 V3 Auf den Grund des paläozoischen Ozeans zwischen Laurasia und Gondwana ergossen sich vor rund 370 Mio. Jahren (im Oberdevon) große Mengen basaltischer Gesteinsschmelzen. Von den Kräften der variskischen Gebirgsbildung erfasst, liegen die ursprünglichen Ozeanbodenbasalte heute als Diabase V1 vor. Besonders deutlich wird ihre Herkunft bei den Kissen- oder Pillow-Diabasen V2 . Die kugeligen Formen dieser Gesteine entstanden, als das über 1000°C heiße Magma durch das kalte Tiefseewasser abgeschreckt wurde. 11 Vulkanite V Von ehemals in den Diabasen eingeschlossenem Gas (meist CO2) leitet sich der Porenraum der Diabasmandelsteine V3 ab. Diese Hohlräume sind sekundär meist mit dem weißlichen Mineral Calcit gefüllt. Diabasmandelstein V3 in der „Zentralasiatischen Steppe“. Natürliche Geometrie – Basaltsäulen aus dem Tertiär V4 Zeugnisse des im Tertiär in Mitteleuropa weit verbreiteten Vulkanismus sind u.a. die basaltischen Gesteine im Fichtelgebirge und im Kemnather Raum. Während der vulkanischen Aktivität ergossen sich zum Teil mächtige Lavafluten über die Erdoberfläche. Beim Auskühlen dieser Lava und der damit verbundenen Volumenverminderung der Gesteinsmasse entwickelten sich ausgehend von der Abkühlungsoberfläche Schrumpfungsrisse. Sie zerlegen die ursprüngliche Lavadecke auf natürliche Weise in polygonale Säulen, die bekannten Basaltsäulen. Basaltsäulen im Tropenwaldhaus 12 V4 . V Auf Abwegen – Blockhalden aus Basalt Vulkanite V5 Durch die Verwitterung (Frost) zerfallen die natürlich entstandenen Basaltsäulen zu grobem Blockschutt. Der Schwerkraft folgend kleiden sie dann häufig als Blockhalden die Hänge der aus Basalt bestehenden Hügel ein, besonders eindrucksvoll am Rauhen Kulm bei Kemnath. Blockhalde aus Basalten V5 in den „Laubwäldern Japans“. Gasreiche Schmelzen – Basaltische Eruptionsprodukte V6 V7 V8 Magmatische Schmelzen, die große Mengen Gas enthalten, erstarren zu Gesteinen, die von zahlreichen Hohlräumen und Poren durchsetzt sein können. Solche porösen Gesteine werden als vulkanische Schlacken V6 bezeichnet. Besonders blasenreich sind ursprünglich viskose (zähflüssige) Schmelzen, da aus diesen das vulkanische Gas nur schlecht entweichen konnte. Zahlreiche Stücke im ÖBG zeigen daher Fließstrukturen, Kennzeichen der zähflüssig ausgeflossenen Schmelze. Steigt im Inneren eines Vulkans der Gasdruck über ein Blöcke vulkanischer Schlacke V6 und Pyroklastika V7 als Bodendecke im Nebelwaldhaus. 13 Vulkanite V kritisches Maß an, kommt es zu vulkanischen Eruptionen. Dabei kann das Gesteinsmaterial in unterschiedlichen Größen herausgeschleudert werden. Solche als Pyroklastika V7 bezeichneten Gesteinsfragmente bedecken beispielsweise den Boden im Nebelwaldhaus. Große Komponenten (> 63 mm) werden als vulkanische Bomben V8 bezeichnet. Diese finden sich in der Asien-Abteilung. Vulkanische Schlacken V6 als Wandverkleidung im Nebelwaldhaus. Mitbringsel aus dem oberen Erdmantel – Olivine im Basalt V9 Olivin-Nephelin Basalt V9 in den „Laubwäldern Japans“. 14 Basaltische Schmelzen stammen aus dem oberen Erdmantel, in dem hohe Temperaturen (ca. 1500 °C) und ein enorm hoher Druck herrschen. Unter diesen extremen Bedingungen können nur wenige Mineralien existieren, z.B. der flaschengrüne und glasähnliche Olivin. Beim Aufdringen des Magmas werden solche Olivine sehr häufig als mehrere cm große Einschlüsse im Gestein mitgeführt. G Granite Helle Schmelzen aus der Tiefe – Granite Granite gehören zu den magmatischen Gesteinen und dort zu den Plutoniten. Im Gegensatz zu den basaltischen Magmen, die aus dem oberen Erdmantel (30 – 100 km Tiefe) stammen, leiten sich granitische Schmelzen von aufgeschmolzenen Gesteinen der darüber liegenden Erdkruste ab. Sie unterscheiden sich von den Basalten auch dadurch, dass das granitische Magma noch vor Erreichen der Erdoberfläche, also in der Tiefe, erstarrt ist. Dort kühlte es langsam ab (vielfach über Zeiträume von mehreren Mio. Jahren!) und es kristallisierten die gut im Gestein erkennbaren Minerale aus dem zunehmend zähflüssigeren Gesteinsbrei aus: Feldspat, Quarz und Glimmer. Granite zeigen im Gegensatz zu den dunklen basaltischen Gesteinen eine helle Gesteinsfarbe und sind reich an SiO2. Waldstein-Granit G1 Reutgranit G2 Randgranit G3 Weißenstädter Granit G4 Granite des Fichtelgebirges im Detail. 15 Granite G Granitgestalten Zahlreiche Granitblöcke im ÖBG fallen durch ihre rundlichen Formen auf. Diese Granit-Wollsäcke, wie sie auch für die Luisenburg bei Wunsiedel oder viele Blockmeere im Fichtelgebirge typisch sind, verdanken ihre Entstehung der Verwitterung des Granits innerhalb einer Granitgrus- bzw. Bodendecke. Entlang der vertikalen und horizontalen Risssysteme schreitet die Verwitterung im Granit voran und rundet vorspringende Ecken ab, so dass kugelige Blöcke entstehen. Durch den späteren Abtrag der Grusdecke werden die Blöcke aus ihrer Umhüllung freigelegt. Granit-Wollsäcke in der Amerika-Abteilung. Die Granite des Fichtelgebirges sind in der Spätphase der variskischen Gebirgsbildung in den zuvor entstandenen geologischen Gebirgsrahmen eingedrungen. Unterschiede in der Zusammensetzung und der Körnigkeit der gesteinsbildenden Minerale hängen u.a. von den Magmenquellen und der Lage der Gesteine innerhalb der Granitstöcke zusammen. Dies zeigt sich deutlich in den unterschiedlichen Graniten im ÖBG. Nachzügler – Gangquarze aus dem Fichtelgebirge G5 Granite besitzen ein Ganggefolge. Dies sind meist langgestreckte Spaltenfüllungen, die dem Riss- und Bruchsystem der Erdkruste folgen und in der Spätphase der Platznahme der Granite entstehen. Ursache für die Entstehung dieser Gänge ist die Anreicherung von „Lösungen“ in den Restschmelzen der Granite, die unter hohem 16 G Granite Druck stehen. In diesen Lösungen reichern sich Quarz, seltene Elemente (Lithium, Uran, Tantal u.a.) und Erze wie Gold, Wolfram, Kupfer oder Zinn an. Das Ganggefolge kann damit wirtschaftlich von großer Bedeutung sein. Im Fichtelgebirge war es das Zinn, das im Mittelalter den Wohlstand dieser Gangquarz G5 im Australienhaus. Region begründete. Die allermeisten Gänge bestehen allerdings „nur“ aus Quarz, der in Hohlräumen oft in schönen Bergkristallstufen auskristallisiert sein kann. Granitschmelzen an der Oberfläche – Quarzporphyre G6 Granitische Schmelzen können auch die Erdoberfläche erreichen. Dann wird ihr bis dahin gebildeter Mineralbestand (meist schöne Feldspatkristalle) in einer dichten Grundmasse „eingefroren“. Im Fichtelgebirge oder südlich davon kommen solche Gesteine allerdings nur selten vor und zählen zu den späten Nachläufern der Fichtelgebirgsgranite, beispielsweise die Quarzporphyre (= Paläorhyolite) vom Kornberg bei Erbendorf. Typisch sind Paläorhyolite Quarzporphyr G6 mit Feldspäten (rosa) für den Thüringer Wald. in den „Japanischen Laubwäldern“. 17 Sedimentgesteine S Schicht auf Schicht – Sedimentgesteine Sedimente entstehen durch Ablagerung von Mineral- und Gesteinspartikeln oder von Schalenresten abgestorbener Organismen. In Jahrmillionen können sich durch das Absetzen einer Partikelschicht auf die andere am Grunde eines Sedimentationsbecken bis zu viele 100 m mächtige Schichtenfolgen anhäufen. Durch Verfestigung (= Diagenese) entstehen daraus die Sedimentgesteine. Die Einwirkung schwacher gebirgsbildender Prozesse kann – wie im Falle des nicht-metamorphen Grundgebirges – diese Gesteine darüber hinaus verändern, ohne dass diese ihren sedimentären Charakter verlieren. Ein 205 Millionen Jahre altes Flussdelta – der Rhätolias-Sandstein S1 Am Ende einer längeren Festlandsphase drängte sich ab dem Übergang von der Trias zum Jura (= Rhätolias) ein flaches Meer von Norden gegen eine Festlandsschwelle, Rhätolias-Sandstein S1 mit natürderen Küste etwas südlich und licher Eisenimprägnation. östlich von Bayreuth lag. Nach Süden grenzte dieser Landrücken, das Vindelizisch-Böhmische Land, unseren Raum gegenüber dem damaligen Mittelmeer (= Tethys) ab. Über ein ausgedehntes Flusssystem, das dieses Festland nach Norden ins Meer entwässerte, wurden große Mengen Sand antransportiert und zu einem Flussdelta aufgeschüttet. Bayreuth liegt heute etwa im Zentrum dieses damaligen Schwemmlandes. 18 S Sedimentgesteine Die angelieferten feinen bis groben Sande setzten sich nahezu vollständig aus gerundeten Quarzkörnern zusammen. Sie stammen als chemisch und mechanisch stabile Minerale aus der Abtragung von Grundgebirgsgebieten des VindelizischBöhmischen Landes. Die ursprünglich vollständig zu Sandsteinen verbackenen Sedimente des Flussdeltas lieferten und liefern in der Umgebung von Bayreuth wichtige Rohstoffe. So wurde vor 60 bis 200 JahDer Bayreuther Raum im späten ren dieser Sandstein als Mauer- Rhät (nach Mäuser u.a. 2002). stein in Steinbrüchen v.a. westlich von Bayreuth gewonnen. Heute sind es hauptsächlich die leicht abbaubaren Sande, die durch Verwitterung aus den Sandsteinen entstanden sind und als Baustoff große Bedeutung haben. Die Sande und Sandsteine des Rhätolias S1 sind im Bayreuther Raum wichtige Baumaterialien. 19 Sedimentgesteine S Puzzlestücke in der Evolution der Pflanzen – die Florenfossilien des Rhätolias Zwischen den Sandsteinschichten des Rhätolias finden sich hin und wieder kleinere Tonlinsen, darunter z.B. die für die Thurnauer Gegend wichtigen Töpfertone. Aus paläontologischer Sicht große Bedeutung haben die in den Tonlinsen vorhandenen Pflanzenreste und -abdrücke, die aufgrund ihrer außerordentlich guten Erhaltung eingehende paläobotanische Studien zulassen. Die u.a. von dem Bayreuther Fossiliensammler Carl Friedrich Wilhelm Braun (1800-1864) an diesem Material durchgeführten Untersuchungen und wissenschaftlichen Erstbeschreibungen waren wichtige Puzzlestücke in der Rekonstruktion der erdgeschichtlichen Entwicklung der Pflanzen. Zahlreiche Exemplare der Rhätolias-Pflanzenfossilien sind im Urweltmuseum Bayreuth ausgestellt. Sedimente in einem warmen Meer – Kalkgesteine S2 S3 Im Verlauf der Erdgeschichte bestanden in unserem Raum mehrfach günstige klimatische und geologische Vorausetzungen für die Bildung flacher, warmer Meeresbecken. Darin haben sich Kalkschlämme v.a. aus Schalen- und anderen kalkigen Organismenresten abgesetzt. Vom Festland wurde allerdings auch Tontrübe in das Meer eingetragen und abgelagert. So entstanden besonders zur Zeit des Muschelkalks und des Malms Kalkgesteine mit einer typischen Bankung, bei denen die Kalksedimente durch dünne Mergellagen unterbrochen sind (Mergel sind Mischungen aus Ton und Kalk). Kalksteine aus dem Malm am Bienenhaus. 20 S3 S Gesteine des Muschelkalks S2 Sedimentgesteine in der Mitteleuropa-Abteilung. Das flache und warme Meer zur Zeit des Muschelkalks war Lebensraum einer überaus reichen Fauna: Meereswürmer, Seelilien, Brachiopoden, Muscheln, Schnecken, Ceratiten und Meeressaurier. Auf den Schichtflächen vieler Kalksteine finden sich zahlreiche Spurenfossilien, im Querbruch der Gesteine häufig sogar Grabbauten von Krebsen und Würmern (= Rhizocorallium). Jede Schichtoberfläche ist damit ein uralter, fossiler Meeresboden! Bayreuths bekanntester Fossiliensammler – Georg Graf zu Münster (1776 – 1844) Rund 142.000 (!) Fossilien umfasste die Privatsammlung des Bayreuther Regierungsdirektors Graf zu Münster. Besonders erwähnenswert sind seine Fundstücke aus dem Muschelkalk der Bayreuther Region, u.a. der aus einem Steinbruch bei Bindlach stammende und von Graf zu Münster erstmals wissenschaftlich exakt beschriebene Nothosaurus mirabilis, ein bis sieben Meter langes Meeresreptil. Dieser Meeressaurier und ein kleinerer Teil der Münster’schen Sammlung bilden heute den Grundstock des Urweltmuseums in Bayreuth (Kanzleistr. 1). 21 Sedimentgesteine S Die weißen Kalksteine des Malms S3 im ÖBG gehören zur sogenannten Schichtfazies dieser Zeit. Sie wurden in den Bekkenbereichen zwischen größeren Riffkomplexen (= Riff-Fazies) abgelagert. Diese fossilen Riffe, deren kompakte Felsen weite Teile der Fränkischen Schweiz prägen, wurden von Schwämmen und Kalkalgen aufgebaut, nur sehr selten finden sich Korallen. Den Lebensraum der Meere bewohnten aber auch die bekannten Ammoniten der Frankenalb („Ammonshörner“). Sie sind vielfach das Sammlerfossil unserer Region! Kalksteine und -scherben aus dem Malm S3 (Nähe Bienenhaus). Im Hintergrund: Überlebensgroße Nachbildung eines Ammoniten von dem Bayreuther Künstler Axel Luther. Kieselsäure auf Wanderschaft – die „Weidenberger Karneole“ S4 Zur Zeit des Buntsandsteins war der Bayreuther Raum Festland, und es herrschte ein subtropisches, halbtrockenes (semiarides) Klima. Durch Verwitterung wurde aus Gesteinen die Kieselsäure (SiO2) in großen Mengen herausgelöst und nach kurzen Transportwegen konzentriert wieder ausgefällt. Es bildeten sich mancherorts horizontbe22 S Sedimentgesteine ständige Kieselkrusten, wie der sogenannte Weidenberger Karneolhorizont. Durch Elementbeimengungen, beispielsweise von Eisen, können diese reinen Kieselgesteine sehr vielfältig und intensiv gefärbt sein. Kieselgesteine des Weidenberger Karneolhorizontes S4 („Karneol“) in der „Steppe“. Elegante Streifenmuster – Tonschiefer-Quarzit-Wechselfolgen aus dem Paläozoikum S5 Dem wechselnden Eintrag von tonigem und feinsandigem Sediment verdanken die elegant gebänderten Gesteine in der Asien-Abteilung ihre Entstehung im Paläozoikum. Durch schwache gebirgsbildende Prozesse haben die Sedimente, besonders die ursprünglich sandigen, heute quarzitischen Lagen, bereits Veränderungen ihres Gesteinsgefüges erfahren. Ihr Ausgangscharakter ist allerdings noch deutlich zu erkennen. Paläozoische Tonschiefer-QuarzitFolge S5 in der Asien-Abteilung. 23 Sedimentgesteine S Falscher Marmor – Flaserkalke aus dem Frankenwald Flaserkalke S6 am Gipfel der Asien-Abteilung. S6 Sehr feinkörnige und polierfähige Kalkgesteine werden im Handel häufig als Marmore bezeichnet, obwohl sie mineralogisch oft keine sind. So auch die im Oberdevon (etwa vor 370 Mio. Jahre) abgelagerten Flaserkalke („Marxgrüner Marmore“), die den Gipfel der Asien-Abteilung aufbauen und aus dem Frankenwald stammen. In manchen der oft rötlichen oder rosa farbenen Gesteine ist deutlich die flaserige (muskelstrangartige) Schichtung erkennbar, der das Gestein seinen Namen verdankt. Die günstigen gesteinstechnischen Eigenschaften der verschieden farbigen, attraktiven Flaserkalke haben die „Marxgrüner Marmore“ zeitweilig zu einem beliebten Exportprodukt der Frankenwälder Steinindustrie gemacht (Handelsname „DeutschRot“). Frischer Anschnitt eines Flaserkalkes S6 (Asien-Abteilung). 24 S Sedimentgesteine Vom Skelettgerüst zum Gestein – Lydite aus dem Frankenwald S7 Meerwasser enthält gelöste Kieselsäure (SiO2), die mikroskopisch kleine Einzeller, sogenannte Radiolarien, zum Aufbau ihrer Skelette nutzen. Nach dem Absterben der Organismen lagern sich die Skelettreste auf dem Meeresboden ab. GesteinsbilMikroskopisch kleine dende Lagen entstehen daraus v.a. dort, Einzeller: Radiolarien wo aufgrund hoher Wassertiefen oder (nur 0,1 - 0,5 mm groß!). niedriger Wassertemperaturen die Bildung kalkiger Sedimente unterbunden ist. Damit sind Radiolarienschlämme besonders für Ablagerungen der Tiefsee typisch. Die versteinerten Radiolarienschlämme aus der Zeit des Silurs, deren schwarze Farbe auf ein im Gestein fein verteiltes organisches Pigment zurückgeht, werden als Lydite bezeichnet. Charakteristisch für diese Gesteine sind zahlreiche, mit weißem Quarz „verheilte“ Risse. Lydite S7 vor dem Gebäude der Paläobotanischen Sammlung. 25 Metamorphe Gesteine M Umgewandelt – Metamorphe Gesteine Gesteine unterliegen während einer Gebirgsbildung hohen Drucken und Temperaturen und erfahren dabei in unterschiedlichem Maße eine Umwandlung zu metamorphen Gesteinen (griech. metamorphóo = umgestalten). Das Ausmaß der Veränderung der Gesteine kennzeichnet jeweils den Grad der Metamorphose (schwach bis hoch). Den Höhepunkt der Metamorphose erlebten die Gesteine des Grundgebirges im Bayreuther Raum während der variskischen Gebirgsbildung im Oberkarbon, als sie bis zu mehreren Kilometern in die Erdkruste versenkt wurden. Durch mehrfache Hebung und einhergehende Abtragung des Auflagers liegen sie heute wieder an der Erdoberfläche. Seidenglanz – Phyllite aus dem Fichtelgebirge M1 Sehr typische Gesteine für den westlichen Rand des Fichtelgebirges sind feinschiefrige, auf ihren Spaltflächen (= Schieferungsflächen) seidig glänzende Phyllite und Quarzitphyllite (quarzitisch gebänderte Phyllite). Phyllite gehen bei einer schwachen Metamorphose aus Tonen bzw. Tonschiefern hervor. Quarzitphyllite, die sich von den Phylliten durch die in den Schieferungsebenen liegenden Quarzitlagen unterscheiden, lassen sich meist auf Ton-Feinsand-Schichtenfolgen zurückführen. Der Glanz auf den Schieferungsflächen rührt von mikroskopisch kleinen Mineralschüppchen her. Quarzitphyllit M1 in „Kanada“. 26 M Begehrter Baustein – Wunsiedler Marmor Metamorphe Gesteine M2 Zu den höher metamorphen Gesteinen des Fichtelgebirges gehört der Wunsiedler Marmor. Dieser ist aus Kalkgesteinen hervorgegangen, die während des Oberkambriums (vor ~ 520 Mio. Jahren) abgelagert wurden und während der variskischen Gebirgsbildung Temperaturen von rund 440° C ausgesetzt waren. Die Metamorphose verursachte ein Wachstum der ursprünglich kleinen Kalzitkörner des Gesteins zu größeren, die Phyllitische Bänderung im nun mit bloßem Auge erkennbar Wunsiedler Marmor M2 . sind. Aus den ursprünglich mergeligtonigen Zwischenschichten sind phyllitische Lagen entstanden, die den Marmor vieler Herkunftsorte im Fichtelgebirge deutlich prägen. Gewonnen wurde der Wunsiedler Marmor in zahlreichen Steinbrüchen im östlichen Fichtelgebirge, u.a. für den Bau der Wunsiedler Stadtmauer. Im ÖBG fallen die Wunsiedler Marmore oft durch ihre bizarren Formen auf. Diese sind das Ergebnis der Verkarstung der Gesteine unter dem Einfluss kohlensäurehaltigen Wassers. Wunsiedler Marmor M2 am Gipfel des „Himalayas“. 27 Metamorphe Gesteine M Versteinerte Schlangenhäute? – Serpentinite M3 Das Mineral Serpentin (ein Mg-Silikat) bzw. das nahezu ausschließlich daraus bestehende Gestein Serpentinit hat seinen Namen von Schlangenhaut-ähnlichen Flecken und von seiner Anwendung als Mittel gegen Schlangenbisse (lat. serpens = Schlange). Hervorgegangen ist der meist schwarzgrüne Serpentinit aus Gesteinen, welche die tieferen Anteile der ozeanischen Kruste oder sogar des darunter liegenden oberen Erdmantels aufbauen. Die Serpentinite im ÖBG sind damit Relikte des alten Ozeans zwischen Laurasia und Gondwana. Serpentinite enthalten nur wenig Calcium, Natrium und Kalium, so dass sich auf den daraus entstehenden Böden nur eine spezielle Mangelflora etablieren kann. Serpentinit-Schuttflur M3 im „Ural“. Wenn die Kompassnadel abweicht – der Haidberg bei Zell Serpentinit kann einen hohen Eisenanteil besitzen, der u.a. in dem Eisenmineral Magnetit gebunden ist. Dieses Erzmineral bedingt eine auffällig hohe magnetische Wirkung des Gesteins. So erkannte bereits Alexander von Humboldt 1796 dieses Phänomen am Haidberg bei Zell (nahe Gefrees) durch die Abweichung seiner Kompassnadel. 28 M Ortsfremd, nicht nur im ÖBG – Gesteine der Münchberger Masse M4 Metamorphe Gesteine M5 Seit über 100 Jahren wurde über die Gesteine der sogenannten Münchberger Masse wissenschaftlich diskutiert (zur Lage siehe Karte Seite 9). Heute gilt als sicher, dass diese große Gesteinsmasse während der variskischen Gebirgsbildung aus Südosten als ortsfremde Einheit (= tektonische Decke) herantransportiert worden ist. Sie steht daher mit den sie umgebenden und unterlagernden Gesteinen in keinem genetischen Zusammenhang. Von den zahlreichen Gesteinen der Münchberger Masse sind einige im ÖBG vertreten. Ehemals Diabase und vulkanische Auswurfprodukte stellen die heute als feinkörnige, olivgrüne Prasinite M4 vorliegenden Gesteine dar (griech. prasino = grün). Ebenfalls ehemalige Vulkanite (Keratophyre), jedoch anderer chemischer und mineralogischer Zusammensetzung, sind die Albit-Epidot-Felse M5 . Die Bezeichnung „Fels“ kennzeichnet diese Gesteine als massige Bestandteile des Gesteinsverbandes. Die Hauptbestandteile der Felse sind der helle Feldspat Albit und der pistaziengrüne Epidot. Epidot-Albit-Felse M5 in der Asien-Abteilung. 29 Belebte Steine Genügsame Lebenskünstler – Moose und Flechten Gesteine verwittern im Laufe der Zeit. Sie werden durch Wind und Wetter mechanisch und chemisch angegriffen und nach und nach in ihre Bestandteile zerlegt. Aber auch Pflanzen tragen dazu bei. Flechten, eine zu einem Organismus gewordene Lebensgemeinschaft aus Algen und Pilzen, siedeln sich häufig als erste auf Gesteinen an und tragen mit ihren Stoffwechselprodukten zu deren chemischer Verwitterung bei. Viele Nährstoffe stehen ihnen dabei nicht zur Verfügung, sie wachsen deshalb sehr langsam, nur 0,1 bis 10 mm pro Jahr, können aber mehr als 4.500 Jahre alt werden! Die Gelbflechte (Xanthoria elegans) bevorzugt kalkführende Gesteine, kommt aber auch auf Betonplatten und Dachziegeln vor. Sie ist eine der am weitesten verbreiteten Flechtenarten in Deutschland und gilt als Zeiger für hohen Stickstoffeintrag aus der Luft. Erst wenn sich organische Substanz auf den Gesteinen angereichert hat, besiedeln erste Moose die Gesteinsoberflächen. Zu ihnen gehört beispielsweise Schistidium apocarpum. Die Schüsselflechte (Physcia ascendens) hat eine breite ökologische Amplitude. Sie bevorzugt nährstoffreiches Substrat und kommt sowohl auf Rinden wie auch auf Gesteinen vor. Flechten- und Moosbewuchs auf Epidot-Albit-Fels 30 M5 in der Asien-Abteilung. Übersichtsplan ÖBG Lage der Gesteine im ÖBG. Zu den Gesteinen in der Asien-Abteilung und in den Gewächshäusern siehe Detailkarten auf den Seiten 32 und 33. Die verwendeten Symbole werden in den Tabellen auf den Seiten 34/35 erläutert. 31 Detailkarte Asien Lage der Gesteine in der Asien-Abteilung des ÖBG. Zur Erläuterung der Symbole siehe Tabellen auf den Seiten 34/35. 32 Detailkarte Gewächshäuser Lage der Gesteine in den Gewächshäusern des ÖBG. Zur Erläuterung der Symbole siehe Tabellen auf den Seiten 34/35. Ergänzende und weiterführende Literatur (Auswahl) Mäuser, M., Schirmer, W. & Schmidt-Kaler, H. (2002) Wanderungen durch die Erdgeschichte (12) – Obermain-Alb und Oberfränkisches Bruchschollenland. – 144 S., Pfeil-Verlag, München. Müller, F. (1991) Bayerns steinreiche Ecke. 2. Auflage. – 288 S., Gondrom, Bayreuth. Peterek, A. & Rossmann, G. (2003) Der Ökologisch-Botanische Garten der Universität Bayreuth als Archiv der Erdgeschichte Nordostbayerns. – Ber. Naturwiss. Ges. Bayreuth, 25 (im Druck). Sperber, H. & Hohenberger, E. (1979) Geologisch-botanische Streifzüge durch Nordostbayern. 310 S., Oberfränkische Verl.-Anst., Hof. 33 Auf einen Blick Abk. Gestein /Alter Seite Im ÖBG Herkunft Bad Berneck 11 Oberdevon (~370 Ma) F / Asien G / THG Pillow-Diabas F / Asien Bad Berneck 11 F / Asien F / Amerika Bad Berneck 11 Gr. Teichelberg, Dreikirchen (Westerwald) 12 Tertiär (~20 Ma) F / Eingang G / TRW Basalt-Blockhalde F / Asien Brand bei Marktredwitz 13 Ochtendong (Eifel) 13 Quartär (~ 200.000 Jahre) F / Asien G / TNW G / TRW Pyroklastika G / TNW Ochtendong (Eifel) 13 F / Asien Wölsau bei Marktredwitz 13 F / Asien Zinster Kuppe 14 Großer Waldstein 15 Oberkarbon (~305 Ma) F / Eingang G / AUS Reutgranit F / Asien Gefrees 15 F / Amerika Ochsenkopf 15 F / Amerika Weißenstadt 15 G / AUS Waldstein, Waldershof 17 F / Asien Kornberg bei Erbendorf 17 Ma = Mio. Jahre V1 Basische Vulkanite V2 V3 V4 V5 V6 V8 V9 G1 Granite und Gefolge Oberdevon (~370 Ma) Diabas-Mandelstein Oberdevon (~370 Ma) Basaltsäulen V7 G2 G3 G4 G5 G6 34 Diabas Tertiär (~20 Ma) Basaltschlacke (Blasenlava) Quartär (~ 200.000 Jahre) Vulkanische Bomben Tertiär (~20 Ma) Nephelin-Olivin-Basalt Tertiär (~20 Ma) Waldstein-Granit Oberkarbon (~325 Ma) Randgranit Oberkarbon (~305 Ma) Weißenstädter Granit Oberkarbon (~325 Ma) Gangquarz Oberkarbon (325-290 Ma) Quarzprophyr Permokarbon (~290 Ma) Auf einen Blick Abk. Gestein /Alter Seite Im ÖBG Herkunft Rödensdorf, Bauerngrün 18 Rhät/Lias (~205 Ma) G / AUS F / s. Karte S.31 Kalkstein F / Mitteleuropa Bindlacher Berg 20 F / Europa Pilgerndorf bei Hollfeld 20 F / Asien Tressau, Geiersleite bei Kirmsees 22 F / Asien Bad Berneck 23 F / Asien Horwagen bei Bobengrün 24 F / Vorplatz Döbra, Döbraberg 25 Brandholz bei Bad Berneck 26 Ordovizium (~480 Ma) F / Amerika F / Asien Wunsiedler Marmor F / Asien Dechantsees, Holenbrunn, Göpfersgrün, Sinatengrün, Stemmas 27 F / Asien Wurlitz (Hof), Haidberg (Zell) 28 F / Asien Hohenknoden 29 F / Asien Hohenknoden 29 Ma = Mio. Jahre Sedimentgesteine S1 S2 S3 Rhätolias-Sandstein Muschelkalk (~230 Ma) Kalkstein (Werkkalk) Malm (~155 Ma) „Weidenberger Karneole“ S4 Buntsandstein (~245 Ma) S5 Tonschiefer-QuarzitWechselfolge Paläozoikum S6 Flaserkalk Oberdevon (~370 Ma) S7 Lydit (Kieselschiefer) Silur (~430 Ma) Metamorphite M1 M2 M3 Quarzitphyllite / Phyllite Oberkambrium (~520 Ma) Serpentinite Paläozoikum Prasinite M4 M5 Jungpräkambrium (~540 - 580 Ma) Albit-Epidot-Felse (wie Prasinite) F = Freigelände des ÖBG G = Gewächshäuser AUS = Australienhaus THG = Tropisches Hochgebirgshaus TNW = Tropisches Nebelwaldhaus TRW = Tropenwaldhaus 35 ÖBG: Öffnungszeiten / Anreise Außenanlagen: Werktag (Mo bis Fr) 8 – 17 Uhr Außenanlagen & Gewächshäuser: Sonntag 10 – 16 Uhr Jeden 1. Sonntag im Monat findet um 10 Uhr eine öffentliche Führung statt (Themen siehe Presse oder Internetseite). Führungen für Gruppen nach Anmeldung. Ökologisch-Botanischer Garten 95440 Bayreuth e-mail: [email protected] Tel.: 0921/552961 Fax: 0921/552976 http://www.uni-bayreuth.de/obg So finden Sie zum ÖBG Der Ökologisch-Botanische Garten liegt im Süden des Uni-Geländes. Sie erreichen uns: - mit dem Auto: A9, Abfahrt „Bayreuth Süd“- weiter Richtung Universität. - mit öffentlichen Verkehrsmitteln: Stadtbus Linie 6 (Hohlmühle Campus - Markt - Roter Hügel) oder Linie 4 (Universität - Markt Südfriedhof) Haltestelle „Uni-Verwaltung“. Herausgeber: Freundeskreis Ökologisch-Botanischer Garten e.V. Bayreuth, Juni 2003
